ANTECEDENTES TECNOLOGÍA SATELITAL

La inquietud del hombre por observar los fenómenos meteorológicos es ancestral. A fines de los años 1940s se lanzaron cohetes en vuelos suborbitales con cámaras, cuyas fotografías alentaron la discusión sobre la posibilidad de observar el clima desde el espacio.

En el año de 1945, cuando el entonces Secretario de la Sociedad Interplanetaria Británica, Arthur C. Clarke, publicó un artículo -que muchos calificaron como fantasioso- acerca de la posibilidad de transmitir señales de radio y televisión a través de largas distancias (transatlánticas) sin la necesidad de cables coaxiales (en el caso de la televisión o relevadores en el de la radio), proponiendo un satélite artificial ubicado a una altura de 36 mil km, que girara alrededor de la Tierra una vez cada 24 horas, de tal forma que se percibiera como fijo sobre un punto determinado y, por lo tanto, cubriendo en su transmisión una fracción de la superficie terrestre. Este artefacto estaría equipado con instrumentos para recibir y transmitir señales entre él mismo y uno o varios puntos desde tierra; también, añadía que para hacer posible la cobertura de todo el planeta habrían de colocarse tres de estos satélites de manera equidistante a la altura mencionada, en la línea del Ecuador. El artículo presentaba, además, algunos cálculos sobre la energía que se requeriría para que dichos satélites funcionaran, y para ello proponía el aprovechamiento de la energía solar.

Con lo anterior en mente, la Marina de los Estados Unidos de América (E.U), unos años más tarde, utilizó con éxito el satélite natural de la Tierra -la Luna- para establecer comunicación entre dos puntos lejanos en el planeta, transmitiendo señales de radar que dicho cuerpo celeste reflejaba, logrando con ello comunicar a la ciudad de Washington con la Isla de Hawai. Esto comprobó que se podrían utilizar satélites artificiales con los mismos fines, pero salvando la desventaja de depender de la hora del día para obtener las señales reflejadas. Se emprendió, un ambicioso proyecto denominado Echo, el cual consistía en utilizar un enorme globo recubierto de aluminio para que sirviera como espejo y reflejara las señales emitidas desde la Tierra. El artefacto, visible a simple vista, fue el primer satélite artificial de tipo pasivo -por su característica de servir solamente como reflejo y no tener aparatos para retransmisión-; los llamados satélites activos vendrían después, con los avances tecnológicos y las experiencias que poco a poco fueron enriqueciendo el conocimiento en este campo.

En la siguiente década, el Año Geofísico Internacional (1957-1958), marcó el banderazo de salida de una carrera espacial que durante muchos años protagonizaron E.U. y la Unión Soviética, siendo ésta última la que se llevó la primicia al lanzar al espacio, el 4 de octubre de 1957, el satélite Sputnik I, el cual era una esfera metálica de tan solo 58 cm de diámetro. En diciembre de ese mismo año, E.U. también lanzó su propio satélite, el Vanguard, aunque sin éxito, pues se incendió en el momento de su lanzamiento.

La Unión Soviética siguió su camino e instaló en órbita la segunda versión del Sputnik, en noviembre de 1957, ahora con un ser vivo como pasajero: la perra Laika. Después, hubo una tercera versión del Sputnik que se lanzó en 1958.

Unos meses antes, E.U. -continuando con el reto impuesto- lanzó el satélite Explorer l, y con ello se apuntó un tanto en el mundo de la ciencia al descubrir los cinturones de radiación que rodean a la Tierra, a los que llamaron Van Allen en honor al líder de los científicos responsables de esa misión. Posterior a ese satélite, siguieron sus versiones II, III y IV, de los cuales el Explorer II falló.

Todos esos satélites aportaron importantes conocimientos al mundo científico, pues al ser equipados cada vez con mejores y más sofisticados instrumentos de medición, permitieron conocer las condiciones del espacio que rodea a la Tierra y, con ello, promover nuevos experimentos.

Fue así que el primer satélite activo que se puso en órbita fue el Courier, de propiedad estadounidense (lanzado en 1960), equipado con un paquete de comunicaciones o repetidor que recibía las señales de la Tierra, las traducía a frecuencias determinadas, las amplificaba y después las retransmitía al punto emisor.

Así, se sucedieron muchos otros lanzamientos de satélites con fines experimentales en el campo de las comunicaciones para transmisiones de radioaficionados y señales de televisión en diversas bandas de frecuencia o con propósitos militares, de tal forma que al terminar 1962, E.E.U.U. contaba ya con 120 satélites puestos en órbita, mientras que Rusia tenía 33.

En 1963, en Estados Unidos de América se fundó la primera compañía dedicada a telecomunicaciones por satélite (COMSAT). También, en ese mismo año la Unión Internacional de Telecomunicaciones (UIT), durante una conferencia sobre radiocomunicaciones, expidió las primeras normas en materia de telecomunicaciones por satélite.

Gracias a la construcción de cohetes más potentes -que llevaron satélites a la altura adecuada- y al desarrollo de la electrónica como un elemento importante relacionado con muchas funciones de un satélite, en 1964 se logró colocar en órbita geoestacionaria o Cinturón de Clarke primer satélite de este tipo (geoestacionario): el Syncom 3, que permitió en Europa la transmisión de los juegos olímpicos de Tokio.

En agosto de 1964 se formó el consorcio internacional Intelsat, encargado de administrar una nueva serie de satélites geoestacionarios disponibles para todo el mundo, el primero de sus satélites fue el Early Bird o Intelsat-1. En la actualidad, existen alrededor de 200 de esta clase, en su mayoría geoestacionarios, conectando lugares de todo el mundo y que, además de servir para la telecomunicación internacional, se emplean para servicios como televisión y observación meteorológica, entre otras aplicaciones.

Esos acontecimientos marcaron el inicio de la era espacial, desarrollándose con rapidez la capacidad de fabricar una gran variedad de naves que al principio parecían modestas, pues sólo lanzaban satélites experimentales de investigación relativamente sencillos, que después, en la década de los años 70, se convirtieron en sofisticados prototipos de vehículos espaciales para comunicaciones y meteorología y, más adelante, para sondeos lunares y planetarios.

Enfocándonos más hacia la ciencia de la Meteorología, El primer satélite con un instrumento meteorológico fue el Vanguard 2 (1959, recordando que Vanguard I falló en su lanzamiento), que contaba con un par de fotoceldas tras unos lentes, que podrían conseguir una imagen visible de la Tierra. Desafortunadamente, el satélite no tenía buena estabilidad giratoria, lo que causaba que las líneas de barrido se cruzaran y traslaparan. El Explorer 2 (1959) fue el segundo satélite con instrumentación meteorológica, contaba con cámara y un radiómetro SUOMI. Este tuvo una órbita excesivamente elíptica y no pudo ser utilizado, aunque proporcionó la primera imagen de la Tierra.

El primer satélite completamente dedicado a Meteorología fue el TIROS (Television and Infrared Observational Satellite), lanzado en 1960. Como ya se menciono anteriormente con la llegada de la era espacial los avances tecnológicos en satélites fue desarrollándose rápidamente, el TIROS 8 (1963) se introdujo la Transmisión Automática de Fotografía (APT), con resolución de 800 líneas y transmitiendo en VHF (alta frecuencia). Esto además permitiría que, con un equipo no muy sofisticado, se pudieran recibir imágenes de satélite dos veces al día. En el TIROS 9 (1965) se cambió la disposición del eje de giro y los instrumentos, para tener mayor tiempo a la Tierra en “foco”.

En 1964 se inicia la serie Nimbus, con importantes novedades. La primera es la estabilización en 3 ejes, con volantes a los que se les aplicaba par controlado. De esta forma se consiguió que los instrumentos apuntaran constantemente a la Tierra. También fue el primer satélite heliosíncrono, lo que significa que pasa sobre un punto de la Tierra aproximadamente a la misma hora.

Como se mencionó anteriormente, los E.E.U.U. tenían en órbita para el año de 1966 ya algunos satélites en órbita (mas que la U.R.S.S en ese entonces), se iniciaron las actividades de satélites meteorológicos operativos con nueve satélites ESSA (Environmental Science Service Administration, predecesora de la NOAA, National Oceanic and Atmospheric Administration). Estos satélites eran esencialmente como el TIROS 9.

A fines de 1966 se dio un gran paso con el satélite ATS 1 (Applications Technology Satellite), con órbita geoestacionaria y que llevaba a bordo una cámara giratoria, desarrollada por Verner Soumi y Robert Parent de la Universidad de Wisconsin, logrando así obtener barridos rápidos de todo el hemisferio.

Por no quedarse atrás los soviéticos exploraron por primera vez la porción de microondas del espectro electromagnético, con el KOSMOS 243, en 1968. Los satélites meteorológicos soviéticos operativos iniciaron una larga serie con los Meteor en 1969, cuyo miembro 31 se lanzó en 1981.

Otro evento importante fue el lanzamiento del Nimbus 3 en 1969 que llevaba a bordo instrumentos diseñados específicamente para sondeos atmosféricos. Por primera vez se podrían utilizar cuantitativamente la información de loa satélites en modelos numéricos. Contaba con el espectrómetro infrarrojo satelital (SIRS) que realiza

mediciones en la zona de 15 µm y es el precursor de los instrumentos de sondeo actuales. También incluía un espectrómetro interferómetro infrarrojo (IRIS) que medía la zona infrarroja de 6 a 25 µm.

En 1970 se inicia la segunda camada de satélites americanos operacionales con el TIROS M, también llamado TIROS mejorado (ITOS). Los NOAA 1 a 5 complementaron esta serie.

De apariencia similar a los Nimbus, la serie Landsat se diseñó para percepción remota superficial, con una muy alta resolución de 80 m, en el primero hasta 30 m, en el más reciente. El Landsat 1, también llamado ERTS (Earth Resources Technology Satellite) se lanzó en 1972, su objetivo meteorológico fue el estudio de nubes pequeñas y características del suelo que puedan afectar el clima.

La primer generación de satélites geoestacionarios semioperativos se inició en 1974 con el SMS 1 (Synchronous Meteorological satellte). Llevaban a bordo los primeros repetidores DCP (Data Colletion Plataform), con lo que se podía concentrar información proveniente de estaciones terrenas hacia un sitio receptor. Por primera vez se podía obtener fácilmente información de estaciones terrenas remotas. Además de las cámaras para nubes, similares a las de los ATS, éstos contaban también con un radiómetro infrarrojo.

La segunda serie de satélites operacionales soviéticos inició en 1975 con los Meteor-2, de los cuales se lanzaron 18.

El primer satélite geoestacionario completamente operacional fue el GOES-I (Geoestacionary Operational Environmental Satellite), lanzado en 1975, los posteriores GOES 2 Y 3 fueron similares. Desde el lanzamiento del SMS-2, E.E.U.U. mantiene 2 satélites geoestacionarios, en las longitudes 75° y 135° Oeste.

En 1977 y 1978 se lanzan dos satélites geoestacionarios mas, el GMS 1 (Geoestacionary Meteorological Satellite) de Japón, localizado en los 140° Este y el Meteosat 1 de la Agencia Espacial Europea, estacionado en le meridiano de Greenwich. Este último fue el primer satélite que produjo imágenes de vapor de agua (6.7µm) de la troposfera media hacia la alta.

La tercera generación de satélites de órbita polar estadounidense inició en 1978 con el TIROS-N, cuya serie está vigente actualmente con mejoras.

La India también ha estado participando activamente en la Meteorología satelital. En 1979 y 1980 se lanzaron dos satélites de órbita polar, Bhaskara 1 y 2. En 1983 se lanzó el geoestacionario Insat 1B, posicionado en la longitud de 74° este, el cual permite cubrir prácticamente los trópicos y latitudes medias alrededor de la Tierra.

Gracias al gran avance de la tecnología, cada vez es más fácil obtener la información de estos satélites y utilizarla para una gran cantidad de aplicaciones y generación de productos estableciendo una vigilancia más estrecha de lo que ocurre en la Tierra.

Actualmente los satélites meteorológicos geoestacionarios operacionales con los cuales podemos contar para el continente americano son el GOES-11 y GOES-12, de los cuales el GOES-11 es el último de una generación y el GOES-12 comienza una nueva generación con mejoras en sus bandas, en temas posteriores se . De los satélites del tipo polar están operativos los TIROS o también conocidos como serie NOAA que son el NOAA-15, NOAA-16, NOAA-17, NOAA-18 y NOAA-19. Otros satélites polares son la serie MODIS que se llaman TERRA y AQUA.

CONCEPTOS DE PERCEPCIÓN REMOTA

La Percepción Remota (Remote Sensing) o Teledetección puede definirse como la ciencia y arte de obtener información de un objeto analizando los datos adquiridos mediante algún dispositivo que no está en contacto físico con dicho objeto.

La historia de la Percepción Remota comenzó hace unos 600 millones de años, cuando alguna forma inferior de vida animal diferenció algunas de sus células, volviéndolas fotosensibles. 

También durante millones de años dicho rudimento fotosensible evolucionó convirtiéndose en un poderoso y sofisticado sensor, el ojo humano. Este tuvo un imitador mecánico, la cámara fotográfica, que hizo su aparición hace algo más de un siglo y que fue muy mejorada durante la década de 1930 para ser aplicada a la fotografía aérea. La Segunda Guerra Mundial dio un gran impulso a la fotografía aérea así como a otras formas de percepción remota. Sin embargo, el "salto cuántico" en esta disciplina se produjo en la década de 1960 cuando las plataformas satelitales reemplazaron a las aéreas y los sensores electrónicos multiespectrales, acoplados a computadoras, reemplazaron las cámaras fotográficas. El esquema operativo de un satélite de observación se representa en forma muy simplificada, en la figura 1.

Fig 1.

Los objetos terrestres, iluminados por la radiación solar, reflejan ésta luego de introducir en ella modificaciones inducidas por la misma estructura y composición de dichos objetos. La radiación reflejada (energía electromagnética) es capturada por los sensores del satélite, siendo parcialmente procesada a bordo de éste y retransmitida a

estaciones receptoras terrestres para su posterior procesamiento y análisis (fuente emisora, sensor, cerebro). Los sensores se pueden clasificar en pasivos y activos.

El sensor pasivo es el que realiza observaciones utilizando fuentes naturales de radiación, como es el Sol o el sistema Tierra-Atmósfera, el ejemplo más claro es el satélite meteorológico. Por otro lado, el sensor activo es aquél en que las observaciones se realizan con el uso de una fuente artificial de radiación, que el mismo dispositivo emite, el ejemplo más clásico es un radar que emite un haz con cierta longitud de onda y después detecta la energía reflejada por los cuerpos que este haz se encuentre en el camino.

NATURALEZA DE LAS RADIACIONES ELECTROMAGNÉTICAS

Dada la importancia de las radiaciones electromagnéticas en la adquisición de información por Percepción remota se justifica estudiar su naturaleza con mayor detalle. La energía electromagnética o energía radiante es una entidad física que se manifiesta bajo dos aspectos complementarios entre sí: el ondulatorio y el corpuscular. La concepción ondulatoria que permite explicar ciertos fenómenos como los de difracción e interferencia interpreta la radiación como un campo eléctrico y uno magnético oscilando en planos perpendiculares (Fig. 2). El fenómeno ondulatorio posee una doble periodicidad: en el espacio y en el tiempo. La periodicidad espacial determina la longitud de onda que es la distancia entre dos puntos consecutivos de igual amplitud del campo eléctrico o magnético. El intervalo de tiempo transcurrido entre dos instantes consecutivos en que uno u otro campo alcanza igual valor se denomina período t. Se define la frecuencia de la radiación como la relación 1/t  que se expresa en ciclos por segundo.

Fig 2.

La concepción corpuscular permite explicar ciertos hechos experimentales como el efecto fotoeléctrico y la absorción de radiación por las moléculas y consiste en concebir la  radiación como un haz de corpúsculos llamados cuantos de radiación o fotones que se  desplazan en la dirección del haz con la velocidad de la luz. Las concepciones ondulatoria y corpuscular de la radiación se concilian en la relación de PLANCK: 

  La relación de Planck permite que un haz de radiación de determinada frecuencia (o longitud de onda) sea interpretado como un flujo de cuantos de determinada energía. En la Fig. 3 se representa el espectro electromagnético.  Obsérvese que la región visible del espectro electromagnético representa sólo una pequeña fracción de éste. Por razones de practicidad se utilizan diferentes unidades de longitud de onda según la región espectral considerada. En nuestro estudio, que se centrará fundamentalmente en las regiones conocidas como visible e infrarrojo nos bastará con recurrir a los micrómetros o micras (1 µm= 10-4 cm)o a los nanómetros (1 nm = 10-3 µm). Para las regiones de radar convendrá referirse a centímetros.

Fig 3.

Obsérvese que la región visible del espectro electromagnético representa sólo una pequeña fracción de éste. 

Por razones de practicidad se utilizan diferentes unidades de longitud de  onda según la región espectral considerada. En nuestro estudio, que se centrará  fundamentalmente en las regiones conocidas como visible e infrarrojo nos bastará con  recurrir a los micrómetros o micras (1 µm= 10-4 cm) ó a los nanómetros  (1 nm = 10-3 µm). Para las regiones de radar convendrá referirse a centímetros.

TIPOS DE SATELITES, OPERACIÓN Y CARACTERÍSTICAS

Los satélites GOES corresponden al tipo Geoestacionario, se mantienen en una sola posición (latitud y longitud) a una altura de 36000 Km aproximadamente acompañando al movimiento de rotación de la Tierra, lo cual permite obtener imágenes continuas de ciertas regiones de la misma, Para el caso de nuestro país obtenemos una frecuencia de cada 15 minutos de imagen a escala nacional, por lo tanto son los satélites que más se utilizan para el monitoreo del estado del tiempo. Actualmente operan dos satélites GOES, el del ESTE (usualmente utilizado para la vigilancia del Océano Atlántico en la posición de los 75° oeste) y el del OESTE (usualmente utilizado para la vigilancia del Océano Pacífico en la posición de los 135° oeste). Las siguientes figuras describen la operación y la posición de éstos.

Fig. 4. Ubicación y coberturas de los satélites GOES para el continente americano.

a. b.

Fig. 5. a) Posición de un satélite geoestacionario, b) Forma de órbita de un satélite geoestacionario.

Los barridos para los satélites GOES se describen en la siguiente figura:

A) Barridos para satélite GOES-ESTE B) Barridos para el satélite GOES- OESTE

Fig. 6.

Los barridos son las rutinas de escaneo que tiene el satélite para las diferentes áreas de la Tierra, los que tiene mayor frecuencia son llamados CONUS y PACUS, el satélite escanea esta porción cada 15 minutos, los llamados N. Hemisphere (Hemisferio Norte) son de cada 30 minutos, los S. Hemisphere (Hemisferio Sur) son de cada 30 minutos y los llamados Full Disk son de cada 3 horas.

Los satélites polares llamados POES (Polar-orbiting Operacional Environmental Satellite) realizan una órbita de polo a polo en la Tierra por lo que no guardan una posición fija, realizan pasos de manera ascendente y descendente en un día, tienen un altura aproximada de 833 Km, actualmente podemos recibir de 4 satélites de este tipo, obteniendo 2 imágenes diarias de cada uno, la mayor ventaja es que tenemos una gran calidad de imágenes debido a la alta resolución que nos brindan.

A B

Fig. 7. A y B) Formas en que pasa el satélite polar en la Tierra.

Fig. 8. Orbita de un satélite polar.

Tanto los satélites polares como geoestacionarios cuentan con sensores de temperatura y reflectividad, en 5 diferentes bandas o canales, llamados visible e infrarrojo, el visible se basa en la reflexión de la luz del sol sobre las nubes (albedo), por lo tanto solamente estas imágenes se obtienen en horario diurno, los canales infrarrojos permiten identificar las temperaturas de los topes de las nubes, de superficie, del mar, puntos calientes que nos indican un posible incendio y contenido de humedad en niveles medios de la atmósfera principalmente. La resolución de imagen para los geoestacionarios es de 1km por píxel de pantalla en el canal visible, los infrarrojos son de 4km por píxel, para los polares la resolución es de 1km por píxel en todos los canales.

A continuación se muestran las tablas correspondientes a los canales de los satélites geoestacionarios GOES y polares TIROS.

Tabla 1. Canales del satélite GOES ESTE.

Canal

Longitud de onda (m)

Descripción Campo de visión

(rad/km)

Resolución en el punto subsat.

(km)

1 0.55-0.75 Visible 28/1.0 0.57 x 1.0

2 3.80-4.00 IR medio 112/4.0 2.3 x 4.0

3 6.80-7.30 Vapor de agua

112/4.0 2.3 x 4.0

4 10.20-11.20 IR Térmico 112/4.0 2.3 x 4.0

6 12.80-13.80 IR Térmico 112/4.0 2.3 x 4.0

TABLA 2. Canales del satélite GOES OESTE.

TABLA 3. Canales de los satélites TIROS

Canal

Longitud de onda (m)

Descripción Campo de visión

(rad/km)

Resolución en el punto

subsatelital (km)

1 0.55-0.75 Visible 28/1.0 0.57 x 1.0

2 3.80-4.00 IR medio 112/4.0 2.3 x 4.0

3 6.50-7.00 Vapor de agua

224/8.0 2.3 x 8.0

4 10.20-11.20 IR Térmico 112/4.0 2.3 x 4.0

5 11.50-12.50 IR Térmico 112/4.0 2.3 x 4.0

Canal

Espectro Descripción

1 visible, 0.58-0.68 m

La región azul-verde del espectro corresponde a la reflectancia de clorofila de vegetación sana

2 IR cercana, 0.725-1.1 m

Esta región es sensible a la biomasa y se remarcan los contornos de tierra-agua y suelo-cultivo.

3Ay 3B

IR, 3.55-3.93 m para 3BIR, 1.58-1.64 mPara 3A

Banda térmica que detecta radiación emitida por la Tierra como la reflejada del Sol. Se utiliza para detectar nieve, hielo e incendios forestales.4 IR térmica,

10.3-11.3 m

Banda útil para temperatura en topes de nube y del océano, y actividad geotérmica.

5 IR térmica, 11.5-12.5 m

Similar a la banda 4, y se utiliza conjuntamente con ésta para detectar mejor efectos de absorción atmosférica, dispersión y emisión.

Para poder realizar los cálculos de temperatura a partir de la imagen de satélite se deben de considerar los coeficientes de calibración que a continuación se mencionan:

Canal m B2 227.3889 68.21673 38.8383 29.1287

4 5.2285 15.68546 5.5297 16.5892

TABLA 4. Coeficientes de calibración utilizados para calcular radiancia para GOES ESTE.

Canal m b2 227.3889 68.21673 38.8383 29.1287

4 5.2285 15.68545 5.0273 15.3332

TABLA 5. Coeficientes de calibración utilizados para calcular radiancia para GOES OESTE.

Canal/Detector

2/a 2562.07 -0.644790 1.0007752/b 2562.07 -0.644790 1.0007753 1481.53 -0.543401 1.001495

4/a 931.76 -0.306809 1.0012744/b 931.76 -0.306809 1.0012745/a 833.67 -0.333216 1.0010005/b 833.04 -0.315110 1.000967

TABLA 6. Coeficientes para calcular temperatura a partir de un valor entero de 10 bits para GOES OESTE.

Canal/Detector

2/a 2562.45 -0.650731 1.0015202/b 2562.45 -0.650731 1.0015203/a 1536.43 -4.764728 1.0124203/b 1536.94 -4.775517 1.0124034/a 933.21 -0.360331 1.0013064/b 933.21 -0.360331 1.0013066 751.91 -0.253449 1.000743

TABLA 7. Coeficientes para calcular temperatura a partir de un valor entero de 10 bits para GOES ESTE.

En posteriores temas se mencionará como se aplica el uso de estas tablas de coeficientes.

BALANCE DE ENERGÍA

Fig. 9. Representación del balance de energía en la Tierra.

La atmósfera es clave en el mantenimiento del equilibrio entre la recepción de la radiación solar y la emisión de radiación infrarroja. La atmósfera devuelve al espacio la misma energía que recibe del Sol. Esta acción de equilibrio se llama balance energético de la Tierra y permite mantener la temperatura en un estrecho margen que posibilita la vida.

En un periodo de tiempo suficientemente largo el sistema climático debe estar en equilibrio, la radiación solar entrante en la atmósfera está compensada por la radiación saliente. Pues si la radiación entrante fuese mayor que la radiación saliente se produciría un calentamiento y lo contrario produciría un enfriamiento. Por tanto, en equilibrio, la cantidad de radiación solar entrante en la atmósfera debe ser igual a la radiación solar reflejada saliente más la radiación infrarroja térmica saliente. Toda alteración de este balance de radiación, ya sea por causas naturales u originado por el hombre (antropógeno), es un forzamiento radioactivo y supone un cambio de clima y del tiempo asociado.

Los flujos de energía entrante y saliente se juntan en el sistema climático ocasionando

muchos fenómenos tanto en la atmósfera, como en el océano o en la tierra. Así la radiación entrante solar se puede dispersar en la atmósfera o ser reflejada por las nubes y los aerosoles. La superficie terrestre puede reflejar o absorber la energía solar que le llega. La energía solar de onda corta se transforma en la Tierra en calor. Esa energía no se disipa, se encuentra como calor sensible o calor latente, se puede almacenar durante algún tiempo, transportarse en varias formas, dando lugar a una gran variedad de tiempo y a fenómenos turbulentos en la atmósfera o en el océano. Finalmente vuelve a ser emitida a la atmósfera como energía radiante de onda larga. Un proceso importante del balance de calor es el efecto albedo, por el que algunos objetos reflejan más energía solar que otros. Los objetos de colores claros, como las nubes o las superficies nevadas, reflejan más energía, mientras que los objetos oscuros, como los océanos y los bosques, absorben más energía solar que la que reflejan. Otro ejemplo de estos procesos es la energía solar que actúa en los océanos, la mayor parte se consume en la evaporación del agua de mar, luego esta energía es liberada en la atmósfera cuando el vapor de agua se condensa en lluvia.

La Tierra, como todo cuerpo caliente, superior al cero absoluto, emite radiación térmica, pero al ser su temperatura mucho menor que la solar, emite radiación infrarroja por ser un cuerpo negro. La radiación emitida depende de la temperatura del cuerpo. En el estudio del NCAR han concluido una oscilación anual media entre 15.9°C en Julio y 12.2°C en Enero compensando los dos hemisferios, que se encuentran en estaciones distintas y la parte terrestre que es de día con la que es de noche. Esta oscilación de temperatura supone una radiación media anual emitida por la Tierra de 396 W/m2.

La energía infrarroja emitida por la Tierra es atrapada en su mayor parte en la atmósfera y reenviada de nuevo a la Tierra. Este fenómeno se llama Efecto Invernadero y garantiza las temperaturas templadas del planeta. Según el estudio anterior de la NCAR, el Efecto Invernadero de la atmósfera hace retornar nuevamente a la Tierra 333 W/m2.

Globalmente la superficie de la Tierra absorbe energía solar por valor de 161 w/m2 y del Efecto Invernadero de la Atmósfera recibe 333 w/m2, lo que suma 494 w/m2, como la superficie de la Tierra emite (o dicho de otra manera pierde) un total de 493 w/m2 (que se desglosan en 17 w/m2 de calor sensible, 80 w/m2 de calor latente de la evaporación del agua y 396 w/m2 de energía infrarroja), supone una absorción neta de calor de 0,9 w/m2, que en el tiempo actual está provocando el calentamiento de la Tierra.

ABSORCIÓN

Por lo tanto la absorción atmosférica tiene una particular importancia en percepción remota, especialmente en lo relativo a sensores pasivos, que utilizan la radiación electromagnética proveniente del sol, ya que la atmósfera se comporta como un filtro selectivo de tal forma que algunas regiones del espectro electromagnético eliminan cualquier posibilidad de observación remota (Chuvieco, 1990). La absorción atmosférica es mostrada en la siguiente figura:

Físicamente la absorción es definida como una transformación termodinámica irreversible de energía radiante de calor. En el espectro visible y más allá de 0.8 micrones la absorción en una atmósfera limpia es despreciable, mientras que en una atmósfera polucionada o nubosa, debe tenerse en cuenta un cálculo de transferencia radiante. La absorción debida al ozono es bastante fuerte debajo de 0.29 micrones, el vapor de agua

y el dióxido de carbono aumentan la absorción en las bandas del infrarrojo como se muestra en la siguiente tabla:

La siguiente figura muestra la transmitancia atmosférica en el espectro de los 0.4 µm a 2.5 µm, mostrando las regiones de baja y alta transmitancia. Los sensores como el Landsat TM colectan datos en regiones de alta transmitancia (TM1:0.45-1.75 µm, TM2:0.52-0.60 µm, TM3:0.63-0.69 µm, TM4:0.76-0.90 µm, TM5:1.5-1.75 µm, TM7:2.08-2.35 µm).

Fig 10. Transmitancia Atmosférica en el Espectro del Sensor Landsat TM.

DISPERSIÓN ATMÓSFERICA

La radiación solar que llega a la superficie terrestre está atenuada en su intensidad por diversos procesos que se producen a lo largo de su recorrido a través de la atmósfera terrestre. Estos procesos son:

- Absorción selectiva por los gases y por el vapor de agua de la atmósfera.- Difusión molecular (dispersión de Rayleigh), debida también a los gases y al vapor de

agua.- Difusión y absorción de aerosoles o turbidez (dispersión Mie).

De acuerdo con Lira(1983), ele studio de la dispersión de la luz por efectos atmosféricos se hizo en un principio para explicar el azul del cielo y fue Lord Rayleigh el que hizo una contribución más importante en este campo, quien sostuvo que las moléculas de aire dispersaban la luz. Los cálculos de Rayleign están basados principalmente para partículas dispersoras pequeñas y homogéneas cuyas propiedades eléctricas son distintas a las del medio y se comportan prácticamente como dipolos. Datos experimentales muestran que la dispersión de Rayleigh predomina en atmósferas limpias y secas, mientras que la presencia de partículas de polvo y gotas generan otro tipo de dispersión, la cual fue estudiada por G. Mie.

El proceso de dispersión depende de la distribución del tamaño de elementos esparcidos, su composición, concentración y la longitud de onda o distribución en longitudes de onda

del flujo radiante sobre ellas. La tabla 8 muestra algunos ejemplos de la dependencia de dichos procesos de dispersión.

TABLA 8. Principales procesos de dispersión de la radiación electromagnética por la atmósfera.

A menudo a la combinación de los procesos de absorción y dispersión se le denomina Atenuación. Por conveniencia y simplicidad cuando se están considerando procesos de dispersión, a menudo se toman las siguientes presunciones (Slater, 1980):

- La dispersión de los elementos está distribuida al azar alrededor de la dispersión media.

- Cuando se habla de dispersión cualquier elemento es independiente de sus vecinos.- Los elementos no son metálicos ni absorbentes y- La forma y anisotropía de los elementos es ignorada.

BIBLIOGRAFÍA

Jensen, John R., 2007, Remote Sensing of the Environment: An Earth Resource Perspective, 2nd  Ed., Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall, 592 pages.

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BIBLIGRAFIA WEB

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